TEMA 5 - Rocas Metamórficas

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Apuntes Cátedra Geología Aplicada‐ Facultad de Ingeniería 
Universidad Nacional de San Juan 
 
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TEMA 5: ROCAS METAMÓRFICAS 
Metamorfismo,  definición.  Factores  o  agentes  del  metamorfismo.  Tipos  de  metamorfismo: 
dinámico, de contacto, regional. Textura las rocas metamórficas. Minerales típicos. Principales rocas 
metamórficas. 
METAMORFISMO, definición.  
El metamorfismo es la transformación de un tipo de roca en otro. Las rocas metamórficas se forman 
a partir de rocas ígneas, sedimentarias o incluso de otras rocas metamórficas. Por tanto, todas las 
rocas metamórficas tienen una roca madre: la roca a partir de la cual se formaron. 
El  metamorfismo,  que  significa  “cambio  de  forma”,  es  un  proceso  que  provoca  cambios  en  la 
mineralogía, la textura y, a menudo, la composición química de las rocas. El metamorfismo tiene 
lugar cuando las rocas se someten a un ambiente físico o químico significativamente diferente al de 
su formación inicial. Se trata de cambios de temperatura y presión (esfuerzo) y la introducción de 
fluidos  químicamente  activos.  En  respuesta  a  esas  nuevas  condiciones,  las  rocas  cambian 
gradualmente hasta  alcanzar un estado de equilibrio  con el nuevo ambiente.  La mayoría de  los 
cambios metamórficos ocurren bajo las temperaturas y presiones elevadas que existen en la zona 
que empieza a unos pocos kilómetros por debajo de la superficie terrestre y se extiende hacia el 
manto superior. 
El metamorfismo suele progresar de manera incremental, desde cambios ligeros (metamorfismo de 
grado  bajo)  a  cambios  notables  (metamorfismo de  grado  alto).  Por  ejemplo,  en  condiciones  de 
metamorfismo  de  grado  bajo,  la  roca  sedimentaria  común  lutita  se  convierte  en  una  roca 
metamórfica más compacta denominada pizarra. Las muestras de mano de ambas rocas son a veces 
difíciles  de  distinguir,  lo  cual  ilustra  que  la  transición  de  sedimentaria  a metamórfica  suele  ser 
gradual y los cambios pueden ser sutiles. 
 
 
 
 
 
 
En ambientes más extremos, el metamorfismo produce una transformación tan completa que no 
puede determinarse la identidad de la roca fuente. En el metamorfismo de grado alto, desaparecen 
rasgos como los planos de estratificación, los fósiles y las vesículas que puedan haber existido en la 
roca original. Además, cuando las rocas en zonas profundas (donde las temperaturas son elevadas) 
son sometidas a presiones dirigidas, se deforman lentamente y se produce una gran variedad de 
texturas además de estructuras a gran escala como los pliegues. 
En los ambientes metamórficos más extremos, las temperaturas se aproximan a las de fusión de las 
rocas. Sin embargo, durante el metamorfismo la roca debe permanecer esencialmente en estado 
LUTITA PIZARRA 
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sólido, pues si se produce la fusión completa, entraríamos en el ámbito de la actividad ígnea o inicio 
del magmatismo. 
La mayor parte del metamorfismo ocurre en uno de estos tres ambientes: 
1. Cuando una masa magmática intruye en las rocas, tiene lugar el metamorfismo de contacto o 
térmico. Aquí, el cambio es impulsado por un aumento de la temperatura en el interior de la roca 
huésped que rodea una intrusión ígnea. 
2. El metamorfismo hidrotermal implica alteraciones químicas que se producen conforme el agua 
caliente rica en iones circula a través de las fracturas de las rocas. Este tipo de metamorfismo suele 
estar  asociado  con  la  actividad  ígnea  que  proporciona  el  calor  necesario  para  provocar  las 
reacciones químicas y hacer circular estos fluidos a través de la roca. 
3. Durante  la  formación de montañas, grandes volúmenes de rocas están sometidas a presiones 
dirigidas y a las elevadas temperaturas asociadas con deformaciones a gran escala, del denominado 
metamorfismo regional. 
El metamorfismo regional, que produce el mayor volumen de rocas metamórficas, tiene lugar en 
los  límites  convergentes, donde  las placas  litosféricas  colisionan. Aquí, grandes  segmentos de  la 
corteza terrestre se pliegan, se fallan y se metamorfizan enormemente. 
Además, el enterramiento profundo, junto con el emplazamiento de magmas que se originan en el 
manto, son los responsables de las temperaturas elevadas que provocan las zonas más intensas de 
metamorfismo. Las rocas deformadas por metamorfismo regional tienen frecuentemente zonas de 
metamorfismo de contacto, así como metamorfismo hidrotermal.  
 
FACTORES O AGENTES DEL METAMORFISMO 
Los  agentes  del  metamorfismo  son:  la  presión  (esfuerzo),  la  temperatura  (calor)  y  los  fluidos 
circulantes  químicamente  activos.  Durante  el  metamorfismo,  las  rocas  suelen  estar  sometidas 
simultáneamente a  los  tres agentes metamórficos. Sin embargo, el grado de metamorfismo y  la 
contribución de cada agente varían mucho de un ambiente a otro. 
 El calor como factor metamórfico 
El factor más importante del metamorfismo es el calor, porque proporciona la energía que impulsa 
los cambios químicos que provocan la recristalización de los minerales existentes o la formación de 
minerales nuevos.  
Cambios provocados por el calor: El calor afecta a los materiales terrestres, en especial a los que se 
forman  en  ambientes  de  bajas  temperaturas,  de  dos  maneras.  En  primer  lugar,  fomenta  la 
recristalización de granos minerales individuales, lo cual sucede, en particular, con las arcillas, los 
sedimentos de grano fino y algunos precipitados químicos. Las temperaturas más elevadas provocan 
la recristalización cuando los granos más finos tienden a unirse y formar granos de mayor tamaño 
de la misma mineralogía. 
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En segundo lugar, el calor puede aumentar la temperatura de una roca hasta el punto en que uno o 
más de sus minerales ya no son químicamente estables, por lo que se crean nuevos minerales más 
estables  que  tienen  una  composición  global  más  o  menos  equivalente  a  la  de  los  minerales 
originales. 
En resumen, si tuviéramos que atravesar una región de rocas metamórficas (situada en la superficie) 
desplazándonos en dirección al metamorfismo creciente, podríamos esperar observar dos cambios 
atribuibles  en  gran medida  al  aumento  de  la  temperatura.  El  tamaño del  grano  de  las  rocas  se 
incrementaría y la mineralogía se transformaría de una manera gradual. 
Fuentes de calor: El calor que causa el metamorfismo de  las rocas procede principalmente de  la 
energía liberada por la desintegración radiactiva y la energía térmica almacenada en el interior de 
la tierra. Recordemos que las temperaturas aumentan con la profundidad a un ritmo conocido como 
gradiente geotérmico (geo = Tierra; therm = calor). En la corteza superior, este incremento de la 
temperatura oscila entre 20°C y 30°C por  kilómetro. Por  tanto,  las  rocas que  se  formaron en  la 
superficie  terrestre  experimentarán  un  aumento  gradual  de  la  temperatura  conforme  son 
transportadas (subducidas) a mayor profundidad. Cuando se entierran a una profundidad de unos 
8  kilómetros,  donde  las  temperaturas  son  de  150°C  a  200°C,  los minerales  arcillosos  tienden  a 
inestabilizarse  y  empiezan  a  recristalizar  en  minerales  como  la  clorita  y  la  moscovita,  que  son 
estables en este ambiente. Sin embargo, muchos silicatos, en especial los que se encuentran en las 
rocas ígneas cristalinas, como el cuarzo y el feldespato, permanecen estables a esas temperaturas. 
Por  tanto,  las  transformaciones  metamórficas  de  estos  minerales  ocurren,  en  general,  a 
profundidades mucho mayores. 
Los ambientes donde las rocas pueden ser transportadas a grandes profundidades y calentarse son 
los bordes de placa convergentes, donde están siendo subducidos fragmentos de corteza oceánicacargados de sedimentos.  
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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 Presión y esfuerzo diferencial 
La presión, como la temperatura, también aumenta con la profundidad conforme aumenta el grosor 
de las rocas suprayacentes. Las rocas enterradas están sometidas a una presión de confinamiento, 
que  es  análoga  a  la  presión  hidrostática,  donde  las  fuerzas  se  aplican  por  igual  en  todas  las 
direcciones.  Cuanto más  se  profundiza  en  el  océano, mayor  es  la  presión  de  confinamiento.  Lo 
mismo ocurre en el caso de las rocas enterradas. La presión de confinamiento cierra los espacios 
entre los granos minerales, dando lugar a una roca más compacta con una mayor densidad. Además, 
a grandes profundidades, la presión de confinamiento puede hacer que los minerales recristalicen 
en  nuevos  minerales  con  una  estructura  cristalina  más  compacta.  No  obstante,  la  presión  de 
confinamiento no pliega ni deforma las rocas. 
Además de  la presión de  confinamiento,  las  rocas pueden estar  sometidas  también a presiones 
dirigidas. Eso sucede, por ejemplo, en los bordes de placa convergentes, donde las placas litosféricas 
colisionan. Aquí, las fuerzas que deforman la roca son desiguales en distintas direcciones y se las 
denomina esfuerzo diferencial. A diferencia de la presión de confinamiento, que “comprime” la roca 
por igual en todas las direcciones, los esfuerzos diferenciales son mayores en una dirección que en 
las demás. Las rocas sometidas a esfuerzo diferencial se acortan en la dirección de la mayor presión 
y se alargan en la dirección perpendicular a dicha presión. Como consecuencia, las rocas implicadas 
suelen plegarse o aplastarse (como cuando se pisa una pelota de goma). A lo largo de los bordes de 
placa convergentes, el mayor esfuerzo diferencial  se ejerce más o menos horizontalmente en  la 
dirección del movimiento de  las placas, y se aplica  la menor presión en  la dirección vertical. Por 
consiguiente,  en  estos  lugares  la  corteza  se  acorta  (horizontalmente)  y  engrosa  mucho 
(verticalmente).  
En los ambientes superficiales, donde las temperaturas son comparativamente bajas, las rocas son 
frágiles  y  tienden a  fracturarse  cuando  son  sometidas a esfuerzos diferenciales.  La deformación 
continuada tritura y pulveriza los granos minerales en fragmentos pequeños. Por el contrario, en 
ambientes  de  temperaturas  elevadas  las  rocas  son  dúctiles.  Cuando  las  rocas  exhiben  un 
comportamiento  dúctil,  sus  granos  minerales  tienden  a  aplanarse  y  a  alargarse  cuando  son 
sometidos a un esfuerzo diferencial. Eso explica su capacidad para deformarse fluyendo (más que 
fracturándose) para generar pliegues complicados.  
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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 Fluidos químicamente activos 
Se cree que los fluidos compuestos principalmente de agua y otros componentes volátiles, como el 
dióxido  de  carbono,  representan  un  papel  importante  en  algunos  tipos  de  metamorfismo.  Los 
fluidos  que  rodean  los  granos minerales  actúan  como  catalizadores  o  disolventes  y  facilitan  las 
reacciones químicas. 
¿Cuál es el origen de estos fluidos químicamente activos? El agua es muy abundante en los espacios 
porosos de  la mayoría de  las  rocas sedimentarias, así  como en  las  fracturas de  las  rocas  ígneas. 
Además, muchos minerales, como las arcillas, las micas y los anfíboles están hidratados y, por tanto, 
contienen  agua  en  sus  estructuras  cristalinas.  Las  temperaturas  elevadas  asociadas  con  un 
metamorfismo de grado bajo a moderado causan  la deshidratación de estos minerales. Una vez 
expulsada, el agua se mueve a lo largo de las superficies de los granos individuales y está disponible 
para facilitar el transporte iónico. No obstante, en los ambientes metamórficos de alto grado, en los 
que las temperaturas son extremas, estos fluidos pueden ser expulsados de las rocas.  
 
TIPOS DE METAMORFISMO 
Hay  algunos  ambientes  en  los  que  se  produce metamorfismo.  La  mayoría  se  encuentra  en  las 
proximidades de los límites de placa y muchos se asocian con la actividad ígnea. 
Consideraremos los siguientes tipos de metamorfismo: 
 metamorfismo térmico o de contacto 
 metamorfismo regional 
 metamorfismo dinámico 
Metamorfismo térmico o de contacto 
El  metamorfismo  térmico  o  de  contacto  se  produce  como  consecuencia  del  aumento  de  la 
temperatura cuando un magma invade una roca caja. En este caso se forma una zona de alteración 
denominada aureola en la roca que rodea el cuerpo magmático. Las intrusiones pequeñas, como 
diques  delgados  y  sills,  tienen  aureolas  de  tan  sólo  unos  pocos  centímetros  de  grosor.  Por  el 
contrario,  los  cuerpos  magmáticos  que  forman  los  batolitos  masivos  pueden  crear  aureolas 
metamórficas que se extienden a lo largo de varios kilómetros.  
 
 
 
 
 
 
 
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Además  del  tamaño  del  cuerpo  magmático,  la  composición  mineral  de  la  roca  huésped  y  la 
disponibilidad de agua afectan en gran medida al  tamaño de  la aureola. En rocas químicamente 
activas, como las calizas, la zona de alteración puede tener 10 kilómetros de grosor. Estas grandes 
aureolas suelen tener distintas zonas metamórficas. Cerca del cuerpo magmático, se pueden formar 
minerales de temperatura elevada como el granate, mientras que los minerales de grado bajo como 
la clorita se forman en lugares más alejados.  
El metamorfismo de contacto se reconoce fácilmente sólo cuando se produce en la superficie o en 
un ambiente próximo a la superficie, donde el contraste de temperaturas entre el magma y la roca 
caja es grande. Durante el metamorfismo de contacto los minerales de arcilla se calientan como si 
estuvieran colocados en un horno, y pueden generar una roca muy dura y de grano fino. Dado que 
las presiones dirigidas no son un factor fundamental para la formación de estas rocas, generalmente 
las rocas no tienen foliación.  
Metamorfismo Regional 
El metamorfismo  regional  se desarrolla de  forma progresiva, desde  las  zonas  superficiales de  la 
corteza terrestre hasta las más profundas, a medida que aumenta gradualmente la temperatura y 
la presión a  la que están sometidas  las rocas. O sea, se produce por un efecto simultáneo de  la 
presión  y  de  la  temperatura  durante  largos  períodos  de  tiempo en  grandes  áreas de  la  corteza 
terrestre con gran actividad tectónica, como los límites de las placas tectónicas. 
Por ser un proceso gradual la clasificación de este metamorfismo se hace mediante grados (grado 
muy bajo, bajo, medio y alto), cada uno de ellos se caracterizado por la presencia de determinados 
minerales (minerales índices). 
Se  distinguen  cuatro  zonas  en  función  de  profundidad  son:  epizona,  mesozona,  catazona  y 
ultracatazona. 
Epizona:  es  la  zona  superior  o  más  externa  del  metamorfismo  regional,  caracterizado  por 
temperaturas moderadas (menores de 300°C) y una profundidad entre 4.000 y 7.000 metros. En 
esta zona aparecen: talco, albita, epidota, hematites, titanita, minerales fibrosos y lamelares. 
Mesozona: zona intermedia comprendida entre 7.000 y 14.000 m de profundidad. La temperatura 
varía entre 300° y 500°C. En esta zona encontramos: biotita, moscovita, cianita, plagioclasa, epidota. 
Catazona: zona profunda comprendida entre 14.000 y 20.000 metros, caracterizada por una presión 
litostática alta y temperaturas muy fuertes, de 500 a 800°C, que provocan la formación de minerales 
y  rocas  estables.  En  esta  zona  encontramos:  ortoclasa,  biotita,  plagioclasa,  piroxenos,  olivino, 
granate, grafito. 
Ultracatazona:zona de profundidad superior a los 20.000 metros y temperaturas mayores a 800°C. 
Nota: ver figuras página siguiente 
Metamorfismo Dinámico o Cataclástico 
Es aquel que ocurre en zonas poco profundas de la corteza y es esencialmente mecánico. Se produce 
por la trituración y calentamiento de las rocas a lo largo de los planos de falla, en los que se producen 
movimientos relativos entre los bloques.  
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Cerca de la superficie, las rocas se comportan como un sólido frágil. Por consiguiente, el movimiento 
a lo largo de una zona de falla fractura y pulveriza las rocas. El resultado es una roca poco consistente 
denominada brecha de falla que está compuesta por fragmentos de roca rotos y aplastados.  Los 
movimientos de la falla de San Andrés en California han creado una zona de brecha de falla y de 
otros tipos de roca parecidos de más de 1.000 kilómetros de longitud y con una anchura de hasta 3 
kilómetros. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Puede ocurrir que la roca se triture mucho y quede de un tamaño muy pequeño, no cementado, 
parecido a  la arcilla denominado harina de falla. La harina de falla se forma por el triturado y  la 
pulverización del material rocoso durante el movimiento de la falla.   Las rocas que se forman en 
estas zonas de deformación dúctil intensa se denominan milonitas (mylo = molino; ite = piedra). 
Gran  parte  de  esa  intensa  deformación  asociada  con  las  zonas  de  falla  se  produce  a  grandes 
profundidades y, por tanto, a temperaturas elevadas. En ese ambiente, los minerales preexistentes 
se  deforman  dúctilmente.  Conforme  los  grandes  bloques  de  roca  se  mueven  en  direcciones 
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opuestas, los minerales de la zona de falla tienden a formar granos alargados que dan a la roca un 
aspecto foliado o lineado.  
En este tipo de metamorfismo el factor dominante es la presión dirigida. 
TEXTURA LAS ROCAS METAMÓRFICAS 
Recordemos que el término textura se utiliza para describir el tamaño, la forma y la distribución de 
las partículas que constituyen una roca. La mayoría de las rocas ígneas y muchas rocas sedimentarias 
están compuestas de granos minerales que tienen una orientación aleatoria y, por tanto, parecen 
iguales cuando se observan desde cualquier dirección.  
Por el contrario,  las  rocas metamórficas deformadas que contienen minerales con hábito planar 
(micas)  y/o  minerales  alargados  (anfíboles)  en  general  muestran  alguna  clase  de  orientación 
preferente en la que los granos minerales presentan un alineamiento paralelo a subparalelo. 
Las rocas que contienen minerales alargados orientados en paralelo unos con respecto a los otros 
tendrán un aspecto distinto al observarse lateral o frontalmente. Se dice que una roca que muestra 
una orientación preferente de sus minerales posee foliación. 
Foliación: se refiere a cualquier disposición planar (o casi planar) de los granos minerales o los rasgos 
estructurales del interior de una roca. 
En función si las rocas metamórficas poseen o no foliación, se clasifica sus texturas en:  
A. Textura anisótropa: son todas aquellas rocas que presenten algún tipo de foliación.  
Existen varios tipos de foliación, dependiendo del grado de metamorfismo y de la mineralogía de la 
roca original.  
Consideraremos tres de ellos: pizarrosidad, esquistosidad y bandeado gnéisico. 
 Pizarrosidad:   
Se refiere a las superficies planares muy juntas a lo largo de las cuales las rocas se separan en capas 
delgadas y tabulares cuando se las golpea con un martillo. La pizarrosidad aparece en varias rocas 
metamórficas, pero se observa mejor en las pizarras. 
 
 
 
 
 
 
Este  tipo de estructura denota metamorfismo de bajo grado. Dado que en general  la pizarra  se 
forma durante el metamorfismo de grado bajo de la lutita, suelen conservarse restos de los planos 
de estratificación sedimentarios originales. No obstante, como se muestra en la figura anterior, la 
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orientación  de  la  pizarrosidad  suele  desarrollarse  en  un  ángulo  oblicuo  al  de  la  estratificación 
sedimentaria original.  
Los planos de separación son lisos y ásperos, no distinguiéndose minerales a simple vista. 
Una textura que se aproxima mucho a la pizarrosa es la textura filítica, que se distingue de la anterior 
porque sus planos de foliación no son tan lisos, y son de aspecto terso y brillante. Algunos minerales 
como las micas comienzan a distinguirse. 
 
 
 
 
Esquistosidad  
Bajo regímenes de presión y temperatura más alto que el anterior, los pequeños granos de mica y 
clorita de las pizarras empiezan a crecer mucho. Cuando estos minerales planares crecen lo bastante 
como para poder observarse a simple vista y exhiben una estructura planar o laminar, se dice que 
la roca muestra un tipo de foliación llamada esquistosidad. Las rocas con esta textura se denominan 
esquistos. Además de los minerales planares, el esquisto suele contener partículas deformadas de 
cuarzo y feldespato que aparecen como granos planos o en forma de lente escondidos entre los 
granos de mica. 
Los  granos minerales  pueden  distinguirse  a  simple  vista  (en  contra  de  las  filitas  y  pizarras).  Los 
componentes más abundantes son moscovitas, biotita, clorita, granates, etc. 
 
 
 
 
 
 
Bandeado gnéisico 
Durante el metamorfismo de grado alto, las migraciones iónicas pueden provocar la segregación de 
los minerales, como consecuencia se producen bandas de color oscuro bien foliadas con otras claras 
(no tan foliadas) de grano grueso. Las rocas metamórficas con este tipo de texturas se denominan 
gneises. 
Aunque son foliados, los gneises no se separarán en planos con tanta facilidad como las pizarras y 
algunos esquistos.  
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B. Textura isótropa o no foliada: conceden a la roca propiedades o comportamientos iguales, en 
todas direcciones. También se las denomina no direccionales.  
Se desarrollan en general en ambientes donde la deformación es mínima y donde las rocas de las 
cuales  provienen  (rocas  madres)  están  compuestas  por  minerales  que  presentan  cristales 
equidimensionales,  como  el  cuarzo  o  la  calcita.  Por  ejemplo,  cuando  una  caliza  de  grano  fino 
(formada por calcita) se metamorfiza por la intrusión de una masa magmática caliente, los pequeños 
granos de calcita recristalizan y forman cristales entrelazados más grandes. La roca resultante, el 
mármol, presenta unos granos grandes y equidimensionales, orientados aleatoriamente, parecidos 
a los de las rocas ígneas de grano grueso. 
 
 
 
 
 
 
 
MINERALES TÍPICOS 
Las  rocas metamórficas presentan minerales  comunes a  rocas  ígneas  como  cuarzo,  feldespatos, 
micas, anfiboles, piroxenos, etc.; y otros comunes a rocas sedimentarias como, por ejemplo: calcita, 
dolomita, sílice, etc. Además de los mencionados presentan minerales que son propios de este tipo 
de rocas, de los cuales entre los más comunes se distinguen: 
 Cloritas:  silicatos  hidratados  de  Al,  Mg  y  Fe.  Se  presentan  en  laminillas  de  color  verde, 
fácilmente rayables con la uña. 
 Epidoto: silicato de Al y Ca con cantidades semejantes de Fe y Mg Se presentan en cristales 
prismáticos de colores verde, castaño o rojos. Su dureza está entre 6 y 7. 
 Grafito: carbono con impurezas. Color negro a gris, se raya con la uña. 
 Granates:  Se  presentan  generalmente  bien  cristalizados,  en  individuos  prismáticos  y  sus 
colores son variables segúnla especie: rojos, negros, verdes, caramelo, etc. 
 Talco: silicato hidratado de Mg. En agregados hojosos, fibroso o laminar. Color verde, raya 
blanca. Dureza 1. 
 Serpentina:  silicato  hidratado  de  Mg.  De  color  verde  o  amarillento.  Generalmente  en 
cristales fibrosos. 
 Amianto  y  asbesto:  los  términos  amianto  y  asbesto  suelen  utilizarse  como  sinónimos, 
aunque  en  realidad  aluden  a  dos minerales  diferentes.  El  amianto  un  silicato  de  hierro, 
alúmina y calcio cuyas fibras son flexibles; el asbesto, en cambio, presenta fibras de mayor 
dureza y rigidez, aun cuando la composición y las características del mineral son similares a 
las que presenta el amianto. 
 
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PRINCIPALES ROCAS METAMÓRFICAS 
Pizarras: roca con textura foliada, bien desarrollada, con planos de separación lisos y ásperos. Los 
cristales no pueden ser observados a simple vistan ni con la ayuda de una lupa. Corresponde a una 
roca de un grado de metamorfismo bajo, principalmente del metamorfismo de lutitas. 
Filitas: roca foliada, con planos no' tan lisos, en Jos cuales no se observan minerales a ojo desnudo, 
pero  si  con  la  lupa.  Presentan  una  textura más  cristalina  que  las  pizarras,  que  se  distingue  por 
presentar un brillo satinado como resultado del crecimiento de cristales de micas por metamorfismo 
de arcillas.  
Esquistos: presentan textura esquistosa y sus colores son variables. El adjetivo que reciben depende 
del mineral  o  los minerales  que presenten  y  se  los  coloca  luego del  término  esquisto  en orden 
decreciente de abundancia. Por ejemplo: esquisto clorítico micáceo granatífero. 
Gneis: presentan textura gnéisica (bandeada), distinguiéndose por una alternancia de bandas claras 
y oscuras. Las mismas en algunos casos se presentan en forma discontinua, donde los minerales 
félsicos forman ojos alineados alrededor de los cuales se acomodan las micas. Este caso recibe el 
nombre de "gneis a ojos". 
Migmatitas: Roca heterogénea a escala meso y macroscópica, compuesta por una fracción ígnea 
(leucosoma),  generalmente  de  composición  granítica  a  granodiorítica,  y  otra  metamórfica 
(mesosoma  o  melanosoma),  de  aspecto  gnéisico  y  con  paragénesis  de  alto  grado.  Son  rocas 
comunes  en  los  terrenos  metamórficos  de  grado  medio  a  alto  (característicos  de  la  corteza 
continental media e inferior). 
 
 
 
 
 
Mármoles:  rocas  con  textura  granoblástica,  que  presentan  a  menudo  bandas,  producto  de 
impurezas. Sus colores son variables y su constituyente principal es calcita y/o dolomita. Provienen 
del metamorfismo de calizas. 
Metacuarcita:  rocas  compactas,  con  textura  granoblástica,  constituidas  por  granos  de  cuarzo 
recristalizado. El lustre es vítreo como el del cuarzo y el grano es casi imperceptible con la lupa. 
 
 
 
 
 
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BIBLIOGRAFÍA 
Apuntes de la Cátedra 
Tarbuck, E. J. y Lutgens, F.K (2005) ‐ “Ciencias de la Tierra: Una introducción a la geología física”. 
Pearson Educación S. A., Madrid.